中科大气象原理与气候学讲义05气压和风

第五章气压和风气压和气压场一、气压及其变化气压1、概念：单位面积上所承受的垂直大气柱的重量1mb=1hpa=0.75mmHg2、标准大气压：指纬度为45的海平面上，空气温度为0℃时，大气所产生的压力1标准大气压=1013.25hPa=760mmHg（二）气压的垂直变化气压随高度的增高而急剧减小，用压高公式表示ΔZ=18400（1+αt）㏒P1/P2（三）气压随时间的变化1、气压变化的原因（1）水平气流的辐合与辐散（2）不同密度气团的移动（3）空气垂直运动2、气压的时间变化（1）日变化：地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般是清晨气压上升，09-10时出现最高值，以后气压下降，到15-16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21-22时出现次高值，以后再度下降，到次日03-04时出现次低值。（2）年变化：在大陆上，一年中气压最高值出现在冬季，最低值出现在夏季，气压年变化很大，并由低纬向高纬逐渐增大。海洋上一年中气压最高值出现在夏季，最低值出现在冬季，年较差小于同纬度的陆地。高山区一年中气压最高值出现在夏季，是空气受热，气柱膨胀、上升，质量增加所致，而最低值出现在冬季，是空气受冷，气柱收缩、空气下沉、高山上空气质量减少的结果。（3）气压的非周期性变化：一个地方的地面气压变化总是既包含周期变化，又包含非周期变化，只是中高纬度地区气压的非周期变化比周期性变化明显得多，而低纬度地区相反，因而气压变化带有非周期性特征。二、气压场的表示方法气压在空间的分布称气压场。在气压场中所出现的各种气压形势，有的是高压区，有的是低压区等等，这些气压形势称为气压系统。在气压场中，用来表示各种气压形势的方法，在等高面上用等压线，在等压面上用等高线。位势高度相等的空间各点形成等高面，海平面就是被看成零值等高面。等压线就是在等高面上连结气压相等各点的线，它可以清楚地表示出海平面上气压分布的形势。表示气压场的基本形式，即（1）低压：具有闭合等压线，中心气压低，外围气压高的气压区。（2）高压：具有闭合等压线，中心气压高，外围气压低的气压区。（3）低压槽：从低压区向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线向气压较高的一方突出的部分。低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线，叫做槽线。（4）高压脊：从高压区向外伸出的狭长区域或一组未闭合的等压线向气压较低的一方突出的部分。另外，在一张范围较大的海平面等压线图上，常可同时出现上述各种不同类型的气压系统。三、气压系统的空间结构（一）温压场对称系统1、冷低压：当温度场的冷中心和气压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。2、暖高压：当温度场的暖中心和气压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。3、冷高压：当温度场的冷中心和气压场的高压中心基本重合时的温压场对称系统。4、暖低压：当温度场的暖中心和气压场的低压中心基本重合时的温压场对称系统。（二）温压场不对称的气压系统：指地面上冷暖中心和高低气压中心不重合的温压系统。第二节大气的运动一、风：空气的水平运动称为风。二、风的大小和方向：1、风速是指单位时间内空气水平移动的距离。2、风向是指风的来向。三、作用于空气质点上的力1、水平气压梯度力(G)气压梯度力是由于空间气压分布不均而作用在单位体积空气上的力。它在水平方向上的分力称为水平气压梯度力，其方向垂直于等压线，由高压指向低压，大小为这个方向上单位距离内气压的的改变量。公式为G=-△P/ρ△N其中-△P/△N表示水平气压梯度2、水平地转偏向力(A)空气在转动的地球上运动着，当运动的空气质点依其惯性顺着气压梯度力方向进行时，由于地球转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力，叫做地转偏向力。公式为A=2υωsinΦ结论：A只是在物体相对于地面运动时才产生，静止时，不受A的作用。A方向同物体运动方向垂直，在北半球，它指向运动方向的右方，南半球相反。A只改变物体的运动方向，不改变其相对于地球的运动速度。A同风速和所在纬度的正弦成正比，在风速相同的情况下，随纬度的增高而增大，赤道上，A等于零。3、惯性离心力(C)在曲线轨道上运动的空气质点，时刻受到一个离开曲率中心向外的力的作用，它是空气为保持惯性方向运动而产生的。公式为：C=υ2/r结论：C的方向与向心力的方向相反，都和运动方向垂直，大小与向心力相等。C只改变运动方向，不改变速度。如果空气直线运动或静止时，C都不存在。4、摩擦力(R)两个相互接触的物体相对运动时，接触面之间所产生的一种阻碍物体运动的力。摩擦力的方向与空气运动方向相反，大小与运动速度和摩擦系数成正比。公式为：R=-kυR随高度升高，作用减小，到自由大气层时，可忽略不计四、自由大气中的风1、地转风：在自由大气平直等压线的气压场中，当气压梯度力与地转偏向力相平衡时的风。2、梯度风在自由大气中，当空度作曲线运动时，作用于空气的力，除了气压梯度力和地转偏向力之外，还有惯性离心力。这三个力达到平衡时的风，叫做梯度风。在北半球，高气压中的梯度风是沿着等压线按顺时针方向吹，低气压中的梯度风则按逆时针方向吹，南半球情况正好相反。白贝罗风压定律：自由大气中的风沿等压线吹，在北半球，背风而立，高压在右，低压在左；南半球则相反。五、摩擦层中的风1、在平直等压线的气压场中。由地转偏向力和摩擦力的合力与气压梯度力平衡时的风，称为实际风。2、曲线等压线的气压场中，摩擦层中的风即气旋与反气旋。综上，在摩擦层中，无论是等压线还是曲线等压线，受到摩擦力的作用，风速都要减小，风向都是斜穿等压线，由高压指向低压，仍符合白贝罗风压定律（略修改）即：在北半球，背风而立，高压在右后方，低压在左前方，南半球则相反。六、风的变化1、风的日变化：一于中午后的风速最大，清晨的风速最小。这种变化晴天大于阴天，夏季大于冬季，陆地大于海洋2、风的年变化：冬半年风速大于夏半年3、风的空间变化：随海拔高度的升高，风速增大，同理，海洋上空的风速大于陆地上空的，沿海的风速大于山区的4、风的阵性：风的阵性山区比平原地区明显，白天比夜间明显，午后最显著七、大气的垂直运动（一）对流运动对流运动是由于某空气团温度与周围空气不同引起的。（二）系统性垂直运动由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面沿用升以及气流受山脉的阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。这种运动垂直速度很小，但范围很广，并能维持较长时间，对天气的形成和演变有重大影响。第三节大气环流大气中各种气流的综合，称为大气环流。一、大气环流形成因素太阳辐射因子：大气环流形成与维持的基本能源来自太阳辐射的转化。大气吸收太阳辐射、地面辐射和地球给予大气的其它能量，同时大气也向外辐射能量。这些能量的差额的分布与纬度有关。赤道和低纬度地区是辐射源，高纬和极地是辐射汇。太阳辐射分布不均匀是大气产生大规模运动的根本原因，大气在高低纬度间热量收支不平衡的产生是维持大气环流的直接原动力。地球自转的作用因为地球不停地自西向东绕着地轴自转，因此，大规模的空气运动必然受到地转偏向力的作用。地转偏向力迫使空气运动的方向偏离气压梯度力的方向，从而单圈环流不能维持，从而形成理论上的三圈环流中的三个风带，由此可见，地球自转是全球大气环流形成和维持的重要条件。地球表面海陆分布和地形条件的影响地面摩擦作用二、热力环流空气因受热不均而产生的环流。三、单圈环流如果地表面是均匀的，并且暂不考虑地转偏向力的作用，那么，由于赤道地区受热多、气温高，空气膨胀上升，赤道上空的气压就会高于上空同一高度上的气压。在气压梯度力的作用下，赤道上空的空气就向极地流动，赤道上空由于空气流出，气柱质量减少，地面气压就会降低而形成低压区，称为赤道低压；极地上空因有空气流入，地面气压就会升高而形成高压区，称为极地高压。于是在低层就产生了自地流向赤道的气流，这支气流在赤道地区受热上升，便补偿了赤道上空流走的空气质量。这样，在赤道和极地之间就构成了南北向闭合的环流，称为单圈环流。四、三圈环流当空气赤道上空向极地流动时，起初因受地转偏向力的作用很小，空气基本上是顺着气压梯度力方向沿经圈运行的，以后随着纬度增高，地转偏向力逐渐增大，气流就逐渐向纬圈方向偏转，到纬度20°～3O°处，已经增大到气压梯度力相等的程度，空气运行方向就接近于与纬圈平行了。当气流在纬度20°～30°处上空转成纬向以后，源源不断地从赤道上空流到这里来的空气质量就在此处堆积下沉，使近地面层气压升高而形成一个高压带，这个高压带就是副热带高压带。在副热带高压带和极地高压带之间是一个相对的低压带，称为副极地低压带。副热带高压带出现以后，在副热带地区的近地面层，空气向赤道和极地两边流去。其中向赤道的一支气流，在地转偏向力作用下，在北半球成了东北风，在南半球成为东南风，我们分别称为东北信风和东南信风，这两支信风到了赤道附近辐合，补偿由赤道上空流出的空气质量，于是热带地区的上下层气流构成一个环流圈，称为热带环流圈，由副热带向极地的一支气流，则在地转偏向力作用下，形成中纬度地区的偏西风。当它到达副极地低压带时，遇上由极地高压区流来的称为极地东风的冷空气，于是在这两支冷、暖气流之间，形成一个锋面（锋面在下一章介绍），从副热带地区来的暖空气沿锋面向极地滑升（在地转偏向力作用下，为偏西气流），然后在极地上空冷却下沉，补偿极地地面流向中纬度地区的空气质量，这样极地的上下层气流也构成了一个环流圈，称为极地环流圈。中纬度上下层都盛行西风，只是近地层具有南风风速，上层具有北风风速，所以在南北方向上也构成一个环流圈，称为中纬度环流圈，它的方向和热带环流圈、极地环流圈相反。由上述讨论可知，在地转偏向力作用下，南北半球近地面层中各出现了四个气压带，即赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带和极地高压带。同时相应地形成了三个风带，即东北信风带、盛行西风带和极地东风带（这些风带被称为行星风带）。这些风带与上空气流结合起来，便构成了三个环流圈，即热带环流圈、中纬度环流圈和极地环流圈。这样，就把复杂的大气环流归纳成为一个简单的模式即通常所谓的大气环流三圈模式。五、大气环流的平均特征和变化情况（一）实际情况：由于地球表面不是均匀的，大气环流情况远不是上述那样简单。在众多的影响因素中，最大的影响因素是大陆和海洋的分布，例如，在北纬30°～35°地区，副热带高压带就是不连续的。在夏季，陆地强烈增温，使欧亚大陆成为一个宠大的低压，即印度低压。同理也形成北美低压。而海洋较大陆增热慢，气温较大陆低，形成太平洋上的夏威夷高压和大西洋上的亚速尔高压。而到了冬季，陆地冷却快，在北半球的欧亚在陆形成蒙古高压，北美大陆形成北美高压。而海洋上形成太平洋的阿留申低压和冰岛低压。这种由于海陆热力差异，割裂了气压带而形成的高、低气压中心，对冬、夏季的天气、气候有控制性的影响，被称为大气活动中心。（二）平均特征1、平均纬向环流大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心旋转的纬向环流，也就是东、西风带。2、平均经圈环流经圈环流是指沿经圈和垂直方向上，由风速的平均南北分量和垂直分量构成的平均环流圈。3、平均水平环流水平环流是指纬向气流受到扰动后发展起来的槽脊和高、低压环流，纬向气流的扰动主要是受地球表面海陆分布、大地形的作用以及地面摩擦作用引起的。（三）大气环流的变化（年变化）1、对流层中上层大气环流的年变化在中高纬度，一年中环流状态的季节转换，一般是以西风带的槽脊数量、结构形式和西风的强弱表现出来。从北半球500hPa多年平均流场来分析，11-4月（冬季）中高纬度西风带上有三个槽、三个脊，而且槽脊的位置和强度基本稳定，6-8月（夏季）西风全年比较长的时间，成为中高纬度高层大气环流的基本形态，并在一年内交替出现。环流在从冬季形态转变为夏季形态中，只通过短暂的春季环流（5月）过渡阶段。同样，从夏季环流形态转变为冬季环流形态时，也只经过秋季（9-10月）短促的过渡阶段。2、对流层低层大气环流的年变化在对流层低层，大气环流的年变化主要表现在行星风带和行星气压带随季节的移动和大气活动中心的季节性转换上。北半球的行星风带和行星气压带冬季向南移动，夏季向北移动，冬季，北半球海洋上低压加深发展，大陆上的冷高压不断增强；夏季北半球海洋上低压缩小、削弱或以至不明显，大陆上的冷高压北移，势力大大减弱，与此同时，副热带高压不仅在海洋上增强并且西伸北进，侵入到大陆。六、大气环流在气候形成中的作用（一）环流与热量输送1、赤道与极地间的热量输送2、海陆间的热量传输（二）大气环流与水分循环水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流四者来实现的。以副热带高压为中心，通过信风和盛行西南风（北半球）将水汽分别向南和向北作经向的输送。七、季风概念：大范围地区的盛行风随季节而改变风向的现象叫做季风。特点：第一，盛行风向具有明显的季节变化，即1月与7月盛行风向的夹角大于120°，1月与7月盛行风向的平均频率超过40%；第二，这两种风的性质（主要是湿润程度）有明显差异；第三，所带来的天气现象有明显差别。3、形成原因：一是海陆热力差异，二是行星风带随季节移动。由海陆热力差异而产生季风的过程是夏季大陆增温比海洋上快，大陆上气压比海洋上低，气压梯度由海洋指向大陆，所以气流由海洋流向大陆；冬季相反，大陆上温度低于海洋，大陆上气压比海洋上气压高，气压梯度从大陆指向海洋，因此，气流由大陆流向海洋。由海陆热力差异而产生的季风，大都是发生在海陆相接的地方，如亚洲东部，澳洲和北美等地。由于温带、副热带地区海陆热力差异最大，这种季风最显著，所以常称为温带季风或副热带季风。由行星风带随季节南、北移动而引起的季风，和海陆热力差异而产生的季风不同。行星风带的分布很有规律，其位置随季节有显著的南、北移动，因此，在两个行星风带相接地区，便会发生显著的季节性改变风向的现象。例如，在太平洋东部，冬季赤道低压停留在南半球，夏季移到了北半球，因而在赤道至10°N之间的区域，冬季受北半球信风的控制，吹东北风，夏季却是受南半球信风的控制，吹西南风。由行星风带随季节南、北移动而引起的季风，可以发生在沿海和陆地，也可以出现在大洋中央。就纬度来说，多见于赤道和热带地区，所以常称为赤道季风或热带季风。必须指出，上述季风是从成因的主要方面来区分的。季风是大气环流的重要组成部分之一。某一地区的季风，实际上是所在地区的行星风带、海陆、地形等多种因素综合作用下所产生的现象。例如，温带或副热带地区季风的形成，往往会包含着行星风带随季节移动的作用，而赤道或热带地区季风的形成，也往往会包含着海陆热力的差异的作用，而地形又是改变季风强度和季风方向不可忽视的因素。第四节地方性风一、海陆风1、概念：沿海地区，白天风由海上吹向陆地，即海风，夜间风由陆地吹向海洋，即陆风。这种以日为周期随昼夜交替而改变风向的风称为海陆风。2、形成原理：当大范围水平气压场比较弱时，白天，太阳照射后，陆地增温比海上快，因而陆上的气温比海上的高。陆地上的暖空气膨胀上升，到了某高度上，因其上层气柱质量增多，气压升高，于是在上层便产生自陆地指向海洋的水平气压梯度力，使空气由陆地流向海洋。这样一来，陆地上的空气质量减少了，地面气压因而下降，而海洋上的气压升高，于是在下层便产生了自海洋指向陆地的气压梯度力，使下层空气自海洋流向陆地，这就是海风，并在上下层间形成一个完整的热力环流，到了夜间，陆地辐射冷却比海面快，气温也比海上低。陆上空气冷却收缩，致使上层气压比海面上空同高度上的气压低，地面气压比海面气压高，于是形成了同白天相反的热力环流，下层风由陆地吹向海洋，这就是陆风。二、山谷风概念：在山区，白天地面风由谷地吹向山顶，即谷风，夜间地面风由山顶吹向山谷，即山风，统称山谷风。形成原理：白天坡上空气的增热比同一高